Introducción a la Geotectónica

Presentación del tema: "Introducción a la Geotectónica"— Transcripción de la presentación:

1 Introducción a la Geotectónica
Leda Sánchez Bettucci

2 Tectónica de Placas Introducción Estructura Interna de la Tierra
Mecánica de Placas Litosfera El Ciclo de Wilson

3 I. Introducción

4 Historia de los acontecimientos que conducen a la formulación de la teoría de la tectónica de placas
La tectónica de placa es una teoría. En 1915, un científico, Alfred Wegener ("padre de la tectónica de placas"), mientras que trabajaba cerca del Polo Norte, vió que su aguja del compás no señalaba al PN. Es decir el norte verdadero y el norte magnético estaban en dos lugares separados. Wegener teorizó que los polos (norte y al sur) "vagaban" con tiempo. Él lo llamó “deriva polar“ ("Polar Wandering".). También notó cómo los continentes se armaban como un rompecabezas, muy notorio entre la costa occidental de África y la costa del este de América del sur. Además, las rocas de estos lugares eran del mismo tipo, misma edad, y con el mismo tipo de fósiles. Su teoría revisada se conocía como "deriva continental", él pensó que no eran los polos los que cambiaron de lugar, sino los continentes. Wegener murió de un ataque al corazón durante un viaje donde estudiaba los glaciares cerca del Polo Norte a principios de 1930 y su trabajo fue olvidado virtualmente por varias décadas.

5 Eje terrestre: es la línea que atraviesa la tierra de norte a sur y marca los dos extremos Polo Norte y Polo Sur. Es la línea más importante de la Tierra porque de ella derivan todas las demás. Sobre es eje se realiza el movimiento de rotación de la Tierra.

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7 Polo Sur Magnético El polo sur magnético se define como el lugar donde el campo magnético del planeta es perpendicular a la superficie, y es un sitio muy cercano al polo sur geomagnético y al polo sur geográfico. En la Tierra se ubicaba, en 2005, a 64°53′S 137°86′E; Polo Sur Geomagnético El campo geomagnético terrestre puede ser aproximado por un dipolo inclinado, posicionado en el centro de la Tierra. El Polo Sur Geomagnético es el punto donde el eje de este dipolo interseca con la superficie de la tierra en el hemisferio sur. En 2005 se calculó que estaba localizado a 79°74′S 108°22′E, cerca de la Base Vostok. Como el campo no es un dipolo exacto, el Polo Sur Geomagnético cambia de posición por la misma razón que el magnético lo hace.

8 Correlación de África y Sur América por Wegener
Evidencia usada por Wegener: Forma de los continentes Fósiles similares en ambos continentes Cinturones montañosos Cinturones Minerales

9 Evidencia adicional usada por Wegener para apoyar la hipótesis de la deriva continental:
Las montañas se alinean en el hemisferio norte Norteamérica, Europa, América del sur, y África se agrupan.

10 Otra explicación de Wegener era que África, América del sur, la India, y Australia sufrieron una glaciación al mismo tiempo.

11 Making Connections: Canada’s Geography. Clark & Wallace
Making Connections: Canada’s Geography. Clark & Wallace. Prentice Hall Ginn, 1999.

12 Alrededor de la II guerra mundial se desarrolló una tecnología (eco sonda), por un geólogo y comandante, Harry Hess. Él notó que las rocas a ambos lados de la dorsal (centro Atlántica) eran una imagen especular. Él teorizó que la zona de la dorsal emanaba magma de los volcanes submarinos y que el material se separa lateralmente a ambos lados de la dorsal. Hess tomó más y más muestras para sostener sus resultados, como parte de una serie de perforaciones a bordo del buque de investigación, Glomar Challenger

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14 Confirmación de la teoría de Placas Tectónicas
Paleomagnetismo Desplazamiento polar aparente (Apparent Polar wandering) Hot spots Atolones y Guyots Edad y distribución de sedimentos Terrenos

15 Clasificación de las capas en función de su composición
II. Estructura interna de la Tierra Clasificación de las capas en función de su composición Corteza Corteza Oceánica Corteza Continental Manto Núcleo

16 Clasificación de las capas en función de sus propiedades físicas
Litosfera Astenosfera Manto Núcleo

17 Capas de la Tierra 3 capas químicas: el núcleo, el manto y la corteza.
dividido en 2 capas: núcleo interno sólido y a núcleo externo líquido. El Manto La mitad de la parte de la tierra Constituido de minerales ricos en hierro, magnesio, silicio y oxígeno. Núcleo Manto inferior Manto superior

18 Celdas convectivas desarrolladas en el manto
A. Arco Volcánico B. Zona de rift oceánico C. Zona de fallas Transformes

19 La Corteza rica en O y Si con pocas cantidades de Al, Fe, Mg, Ca, K y Na. Dos tipos de corteza: la corteza oceánica y la continental corteza oceánica se compone de rocas relativamente densas: basalto corteza continental constituida por rocas de menor densidad, tales como andesitas y granitos.

20 La astenosfera es parte del manto que fluye, presenta un comportamiento plástico característico.
El flujo de la astenosfera es parte de la convección del manto, que desempeña un papel importante en el movimiento de las placas litosféricas. Capas de la tierra - Temperatura

21 Capas de la Tierra (basado en evidencias Sismológicas)
Ondas Sísmicas P (longitudinales o de compresión) S (transversales o de cizalla)

22 Ondas P y S Por medio de la sismología puede detectar :
a) Límites de capas  b) Fallas  c) Rellenos de poros (como petróleo) 

23 III. Mecánica de Placas Movimientos instantáneos relativos y absolutos
Uniones constructivas, destructivas y conservativas Esfuerzos actuantes ¿porqué se mueven las placas?

24 Leyes de la Tectónica de placas
La superficie de la tierra esta dividida en placas rígidas (segmentos esféricos del orden de los 100 Km. de espesor) que forman la litosfera (placas litosféricas) Las placas se crean en las dorsales oceánicas (uniones constructivas), zonas de acreción.  Las placas se mueven sin deformación sobre un medio viscoso: zona de baja velocidad

25 4) Las placas se destruyen en las zonas de subducción
5) La parte continental de una placa no es sumergible   6) Los límites de placas se definen sismológicamente. 7) La energía interna de la tierra es disipada en los márgenes de placa por medio de terremotos (mecánicamente) y volcanismo (térmicamente). 8) Los movimientos de las placas rígidas son gobernados por leyes matemáticas que rigen los movimientos en una esfera. El movimiento entre dos placas puede ser definido por un polo de rotación (polo de Euler) y por la velocidad angular relativa

26 Dirección de movimientos relativos
Las direcciones son obtenidas a partir de dos fuentes: las direcciones de las fallas transformantes de los ridges meso-oceánicos son paralelas al vector del movimiento relativo de las placas que limitan. Las fallas transformantes son las estructuras mas marcadas de todas las cartas batimétricas de los océanos. La ubicación de los focos sísmicos da información de los movimientos relativos y con este se puede calcular fácilmente un vector deslizamiento que da la dirección y el sentido del movimiento.

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28 Tipos de Uniones entre Placas
La unión entre dos placas está definida por un plano y éste puede tener formas muy irregulares. La máxima unión entre placas es triple. Las uniones triples pueden ser: Estables o Inestables Uniones estables: Cuando el ángulo entre los limites de placa es de 120º. (ej: RRR, TTT, FFF, FTR, RRF, 16 posibilidades). Uniones Inestables: cuando el ángulo no es de 120º, no se mantiene la relación angular.

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30 Existen 3 tipos de límites de placa ( o margenes) :
1.      Convergente -- (compresión) 2.     Divergente -- (tensión) 3.     Transforme -- (movimiento strike-slip)

31 Tipos de límites de Placa:
Divergente Convergente Transforme

32 Los límites de la placa pueden ocurrir en los continentes o en los ambientes marinos (océanos) o ambos al mismo tiempo. El movimiento convergente de la placa se asocia a: Compresión Fallamiento inverso Creación de una zona de subducción. Procesos de creación de cinturones montañosos Colisiones de placas: CC vs. CC; ii. CC vs. CO; iii. CO vs. CO

33 límites divergentes oceánicos se asocian a:
Tensión o extensión (separación) Fallamiento normal. Rifting (como en las dorsales meso-oceánica) Creación de magma dentro de la zona de rift

34 Las Fallas transformantes se asocian a:
Movimiento horizontal Fallas de deslizamiento de rumbo Compensación lateral de las unidades la roca

35 Las zonas volcánicas (continentales y oceánicas) asociadas a tectónica de placa se localizan:
en zonas de subducción. colisión continente vs. océano (ej: Andes, NW del pacífico de los E.E.U.U. colisión co-co (ej: Japón, Filipinas); Rocas basálticas en zonas de rift (spreading centers) continental u oceánicos a.   zonas divergentes océano - océano (ej.: mid-oceanic rift); Rocas Basálticas b.    zonas  de rift Continental (ej.: Rift del Este Africano); Rocas graníticas

36 El volcanismo de "puntos calientes" se localizan en:
Regiones Oceánicas; (ej: cadena de islas hawaiana ); Rocas basálticas Regiones Continentales; (ej: Yellowstone Nat. Park); Granitos/Andesitas Zonas sísmicas (terremotos) asociadas a tectónica de placas: Placa oceánica en subducción; focos sísmicos someros focos sísmicos (Terremotos) intermedios; fusión parcial y ascenso de magma; focos sísmicos profundos donde losa de la corteza es hundida por gravedad

37 Sismos en relación a los límites de placas
Actividad Sísmica Reciente Sismos en relación a los límites de placas

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39 Fig. 2  Principal morphologic and geophysical characteristics of a subduction zone. (After J. Gill, Orogenic Andesites and Plate Tectonics, Springer-Verlag, 1981)

40 Ejemplo de colisión Continente vs. Continente: India vs. Asia
Colisión de la Placa Indica con la Euroasiática

41 El diagrama ilustra la deformación asociada a la subducción.
El diagrama ilustra la deformación asociada a la subducción. a) deformación elástica se acumula entre los terremotos si la falla inversa es bloqueada; b) durante un terremoto grande, el borde principal de la placa es levantado y el domo (bulge) sufre subsidencia, colapsa. a b

42 Global Tectonics, p.274

43 Cinturón de Fuego del pacífico

44 Volcanismo de “Hot Spot”

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46 Límites de Placas Divergentes
Océanico – Océanico Continente - Continente Ridge Meso-Atlántico: Zona de divergencia

47 Islandia: Ridge Meso-Atlántico
Rift del Este Africano Islandia: Ridge Meso-Atlántico

48 Límites transformantes de Placa

49 VI. El ciclo de Wilson

50 El ciclo de Wilson: 1. Formación de un rift
Constituyen zonas de flujo térmico anómalamente alto y pueden estar asociados a vulcanismo alcalino Están comúnmente asociados espacialmente con regiones de levantamiento dómico La litosfera en el rift es anómalamente fina y es invadida por baja velocidad, baja densidad y material de alta temperatura Presenta anomalía gravimétrica de Bouguer negativa Su ubicación es a veces controlada por zonas preexistentes de debilidad cortical Son generalmente menores a 50 km, Están constituidos por grades sets de fallas normales en arreglo en echelon Están asociados con sismos someros (ca. 15 km) con solución de mecanismos focales de plano de falla normal. Depresiones elongadas donde el espesor completo de la litosfera se ha deformado bajo la influencia de fuerzas de extensión.

51 Inicio del Rifting Rift Activo: causado por el levantamiento del manto asociado a un hot spot (Burke & Dewey, 1973; White & Mckenzie, 1989; Davies & Richards, 1992). Rift Pasivo: el stress horizontal entre placas litosféricas causa la extensión. La respuesta inicial puede ser subsidencia y levantamiento. Estos rifts forman cuencas con grandes volúmenes de sedimentos y menor vulcanismo. No hay doming pre-rifting (Sengör & Burke, 1978) relacionado a hot spot.

52 Sucesión de eventos: doming, volcanismo, rifting.
Rift activo El Rift pasivo Sucesión de eventos: Rift, volcanismo. Este mecanismo también requiere de una debilidad para localizar la deformación. Sucesión de eventos: doming, volcanismo, rifting.

53 La extensión post-orogénica
Se sugiere que, en algunos casos, la fuente de tensiones extensionales que llevan al estiramiento litosférico pueden originarse en la propia litosfera

54 2. Extensión : Formación de rift valleys
los sedimentos continentales son depositados en grabens o en hemi- grabens la sedimentación continental inicial es substituida por sedimentación marina comunicación restricta con aguas oceánicas hundimiento lento, poca aporte terrestre.

55 2. Extensión, Formación de rift valleys
condiciones anaeróbicas + sedimentos sapropelíticos  buena fuente de rocas para petróleo Trampas potenciales estructurales (fallas, domos salinos)  buenas trampas magmas continentales tholeiiticos llegan a la superficie como diques y flujos Eventualmente se puede formar corteza oceánica Rifting: puede ser simétrico o asimétrico

56 Localización de los Rift Continentales

57 El Valle de Marineris, corresponde a un accidente importante del hemisferio sur de Marte. Situado al S del ecuador (y paralelo). Presenta cerca de 5000 Km. de largo y 400 Km. de ancho. Su semejanza con los rifts de la Tierra es considerada como una prueba de que hubo actividad tectónica.

58 3. Etapa Proto-oceánica la corteza oceánica comienza a formarse (sea-floor spreading). las líneas magnéticas comienzan a desarrollarse. la parte central divide el océano a la mitad con historias depositacionales diferentes. generalmente al inicio bastante simétrico. la cuña terrígena basal en la periferia refleja subsidencia termo-tectónica rápida. la separación acelerada puede conducir a una transgresión global.

59 Divergencia Las fuerzas tensionales adelgazan la litosfera
nuevos materiales son formados entre las placas y material mantélico asciende

60 3. Etapa Proto-oceánica Fase 1: Fase 2:
Litofacies Fase 1:  Evaporitas y depósitos salinos profundos Basaltos tholeiiticos Arrecifes coralinos Fase 2: negras: sapropelitas y barros carbonatados. Salmueras hidrotermales enriquecidas en Cu, Pb y Zn

61 Ej: 1) El triángulo de Afar
Las series estratoides (stratoid-series): basaltos y riolitas alcalinas. Volcanismo continental: central y marginal contaminados Volcanismo oceánico: axiales y fisurales (tholeiitico + alcalino) 2) El Mar Rojo Fases diferentes de evolución hacia el sudeste: Golfo de Suez : RIFT Sector norte: últimos estadios de Rifting Sector central: Transición Zabargaad Is.: peridotitas precámbricas Sector Sur: PROTO-OCEANO 300 x 2000 Km., sistema de diques alcalinos complejos anulares de essexitas eocénicas gabros, tonalitas y riolitas

62 4. Cuenca oceánica Madura
Continua producción de corteza oceánica " márgenes pasivos " existen en ambos lados No son límites de placa Son en general asimétricos Subsidencia por flexura por el peso sedimentario las tasas de subsidencia son mucho más lentas que en etapas tempranas; pueden desarrollarse plataformas carbonáticas (e.g., Bahamas).

63 5. Cierre de la Cuenca oceánica
la nueva producción de corteza oceánica esta balanceada por el consumo de la corteza oceánica por la subducción (arco de islas) mientras que el suelo marino envejece, se enfría, y llega a ser eventualmente bastante denso (frío) como para hundirse, ej., Pacífico W. si la tasa de subducción excede la tasa de crecimiento de suelo oceánico (sea-floor spreading ), el océano comienza a cerrarse Materiales como islas oceánicas, sedimentos, etc., no pueden subductarse, queda en la cuña acrecionaria.

64 Los Orógenos Clasificación de Dewey & Bird (1969) Orógenos simples
Orógenos complejos Orógenos de colisión

65 Clasificación de Uyeda (1982), según el esfuerzo
Los Orógenos Clasificación de Uyeda (1982), según el esfuerzo Tipo andino (CO-CC) alta compresión Vrb > 0 Tipo Marianas (CO-CO) baja compresión Vrb < 0 extensión en subducción La diferencia fundamental esta en el antearco, la trinchera avanza hacia el arco Tipo Guatemala, (CO-CC) Régimen traccional

66 márgenes convergentes en extensión
La fosa de América central posee márgenes convergentes en extensión. Demets et al. (1990) sugirieron que la convergencia entre la placa de Cocos y las placas NAM y del Caribe tienen el mismo valor -8 cm/año y en azimut todo a lo largo de la fosa de América central.

67 Los Orógenos Clasificación de Barazangi & Isacks (1976), en función del magmatismo Subducción fría Subducción caliente Clasificación en función del grado de acortamiento Tipo Chileno: con FPC Tipo Oregon: sin FPC

68 Los Orógenos Clasificación en función de su movilidad

69 Elementos por detrás del arco magmático

70 Obducción Proceso tectónico por el cual las rocas ofiolíticas son emplazadas en superficie: la corteza oceánica cabalga sobre la continental (opuesto a subducción). Comúnmente reconocida en zonas colisionales. Algunas ofiolitas son suelo oceánico (e.g. Papua)

71 Obducción Papua New Britain Australia

72 6a. Colisión Arco-Continente
En la colisión Arco-Continente ocurre: acortamiento cortical, plegamiento, corrimiento, metamorfismo, intrusión Cuña acrecionaria y fragmentos de suelo oceánico pueden ser empujados hacia el margen continental La litosfera oceánica continua siendo subductada por debajo del continente La litosfera oceánica subducta siempre. ej., Andes

73 6b. Colisión Continente-Continente

74 Orógenos Colisionales: COLISIÓN
Fenómeno ligado directamente al cierre de un océano. Ciclo de Wilson completo Colisión y acreción tectónica: no deben asociarse a un mismo mecanismo geotectónico

75 6b. Colisión Continente-Continente
las ofiolitas se pueden preservar a lo largo de la sutura, o estar corridas y preservarse como klippes El levantamiento resulta en desgaste por la acción atmosférica y erosión Se forman molassas (depositada en el continente o aguas someras) y flysch (depositado en aguas profundas, generalmente más lejos) la restricción geográfica de las cuencas oceánicas dan lugar comúnmente a cuencas aisladas (ej., Mar Caspio) Si continua la colisión puede producirse un proceso denominado indentación tectónica

76 7. Nueva Ruptura Si eventualmente termina la colisión, los movimientos de la placa se ajustan, y un nuevo continente más grande se forma. el calor se acumula debajo, el manto asciende. el rifting comienza. donde ocurre el rifting?. podría ubicarse en la región donde el manto ascendió podría estar a lo largo de una línea de la debilidad (sutura anterior). e.g., océano de Iapetus, océano Atlántico.